Ara, que han estat vistes les unitats estratigràfiques elementals (litostratigràfiques, al·lostratigràfiques, pedostratigràfiques, biostratigràfiques), que hom pot establir a l’escala local, cal cercar la contemporaneïtat i l’ordre de successió dels fets esdevinguts dins la conca sedimentària i, a poc a poc i circumspectament, anar estenent progressivament aquest concepte a l’àmbit regional, continental i mundial; és a dir, cal establir la correlació estratigràfica. «Correlar dues o més unitats és establir una correspondència en llur caràcter i llur posició estratigràfica», segons la Guia Estratigràfica Internacional, encara que per a Dana, correlació «és l’equivalència d’edats», i per a Dunbar «és la demostració de les relacions mútues i temporals de les sèries locals». Per a altres autors, les úniques correlacions estratigràfiques haurien de ser les temporals o d’edat (cronocorrelació), encara que n’hi ha de subordinades, com les litològiques i les paleontològiques. El terme correlació i el verb correlar són d’introducció moderna i inclosos en pocs diccionaris amb la definició suara proposada. Murchison ja féu ús d’aquest concepte l’any 1849, però fou Powell qui usà el terme correlació en aquest sentit.
En realitat, el principi de correlació està en la recerca, dins les diverses sèries locals, de l’existència d’alguns caràcters idèntics o semblants entre les unes i les altres, per veure si procedeixen, o no, d’un mateix esdeveniment geològic i si, a més, són homologables. Aquest esdeveniment roman enregistrat en aquestes sèries locals. Recíprocament, aquest caràcter reconegut com a causa d’un mateix succés geològic esdevé un «marcador» o nivell guia útil per a la correlació.
Hi ha diversos mètodes i criteris de correlació, segons els arguments que hom usi per a establir l’equivalència de les unitats. Aquests mètodes poden ser agrupats en: mètodes geomètrics, mètodes sedimentològics i geoquímics, mètodes físics i mètodes paleontològics. N’hi ha que només són aplicables a l’escala local o a la conca sedimentària; d’altres que tenen un abast més gran: un continent, una zona geogràfica terrestre; i d’altres, finalment, que són vàlids a escala mundial.
Els mètodes geomètrics
Aquests mètodes, utilitzats a l’escala de la conca sedimentària, consisteixen en l’observació dels anomenats nivell guia, capes guia, o també litohoritzons. Són capes molt primes, preferentment de sedimentació química o argilosa, que destaquen en el terreny per llur composició, color i resistència a l’erosió i que, per consegüent, són mapables. Una cartografia basada en aquestes capes lineals permet d’establir correlacions molt útils en una conca sedimentària. Llur continuïtat no acostuma a ser gaire gran, poc més d’una desena de quilòmetres. Els límits i les línies fotogeològiques o el nivells cal traçar-los formant feixos. Cada isòcrona ha de quedar intercalada entre els nivells guia veïns. Per aquesta raó, la imprecisió pot anar augmentant a mesura que hom s’allunya del lloc de partida. La cosa se simplifica quan el nivell «es tanca» al voltant d’un sinclinal o anticlinal. La cartografia de nivells guia, ajudada amb les línies obtingudes en l’anàlisi estereoscòpica de les fotografies aèries nadirals i associada a una cartografia de litofàcies (o unitats litostratigràfiques), ha donat molt bons resultats, per exemple, en l’estudi estratigràfic de la Depressió Central catalana i a la conca de Jaca.
Les línies fotogeològiques esmentades es basen en la morfologia de les capes, unes més resistents a l’erosió que d’altres. Aquestes línies fotogeològiques, en alguns casos, singularment quan es tracta de conglomerats i gresos, han de ser preses amb circumspecció, ja que les acrecions laterals, a petita escala, emmascaren allò que pot semblar un nivell isòcron. En aquestes cartografies hom considera també, i d’una manera preferent, les discontinuïtats de tipus discordant, angulars o progressives, i les disconformitats. Hom pot mesurar-hi, també, les variacions laterals de potència.
Els mètodes sedimentològics i geoquímics
Aquests mètodes són força nombrosos i es basen en criteris petrogràfics i geoquímics. Hom col·loca els resultats de les anàlisis fetes paral·lelament i al costat de les columnes litològiques que cal correlar en gràfics addicionals. El principi de correlació es basa en el fet ja esmentat que els esdeveniments geològics poden produir un canvi net o progressiu en la composició dels sediments derivats d’una àrea font immediata a la conca o en els sediments de decantació o precipitació de la mateixa conca en alterar-se les condicions climàtiques o del medi aquós.
Els criteris petrogràfics emprats més usualment són, d’una banda, el color i la composició mineralògica, amb l’estudi particular dels minerals pesants, els lleugers, les alterites i les argiles; s’hi poden calcular determinats índexs (de maduresa mineralògica, de lleugeresa, d’opacitat, etc.) i estudiar-hi la presència de nivells particulars (com les silexites, nivells ferruginosos, carbonosos, fosfatats), entre els quals els de les cinerites, àmpliament dispersades per les erupcions volcàniques, constitueixen magnífics marcadors, especialment en els perfils de sondatges marins o petroliers. D’altra banda, hom es fixa en les textures i les estructures de les roques detrítiques: granulometria i tots els índexs i els paràmetres determinables, morfoscòpies, etc; les estructures sedimentàries poden ajudar molt a correlar determinats nivells o litofàcies. L’estudi geoquímic es fonamenta en anàlisis elementals de calcimetria, dolomimetria, macroelements i oligoelements; anàlisis de paleosalinitat, de pH, d’Eh, de composició isotòpica, etc.; i també en l’estudi de microfàcies litològiques i paleontològiques. Sovint, l’aplicació d’aquests mètodes exigeix emprar diversos criteris alhora per tal de contrastar els canvis que poden revelar els marcadors. Llur aplicació pot esdevenir llarga, onerosa i feixuga i, a més a més, cal disposar d’un bon laboratori i de personal especialitzat. Per obtenir d’aquestes tècniques de correlació els resultats esperats, cal escatir prèviament si hi ha algun mètode més ràpid i adient.
Els mètodes sismològics
Els mètodes sísmics o sismològics es basen en l’anàlisi de la propagació, a través de les capes superficials de la crosta terrestre, d’ones sísmiques engendrades artificialment. Aquestes ones, en anar travessant les capes litològiques físicament diferents, es refracten i es reflecteixen seguint les mateixes lleis que la llum i, en retornar a la superfície, hom les capta mitjançant uns geòfons col·locats sobre el perfil o l’itinerari a estudiar. En general, com més alta és l’energia de les ones i com més baixa és llur freqüència més profundament penetren.
El mètode més corrent és l’anomenat de sísmica de reflexió en què l’emissor (explosió, «air gun», «sparker», «flexotir») d’energia i els receptors (geòfons, hidròfons) són molt pròxims; a la sísmica de refracció, aquesta distància és molt gran. A la mar, en l’anomenada sísmica marina, hom instal·la l’emissor i els receptors en un mateix vaixell. Els hidròfons, adientment espaiats, es col·loquen com un rosari en un cable llarg que el vaixell arrossega en posició horitzontal i immergida. De cada impulsió elàstica eixida del navili en ruta, i a intervals regulars de fraccions de minut, es reben els ecos, reflectits pel fons marí i per les discontinuïtats del subsòl; aquests són enregistrats en un perfil continu o sismograma (l’espai horitzontal apareix a les abscisses i el temps, en microsegons, a les ordenades). Això és anomenat un perfilatge sísmic continu.
Perfil sísmic de l’anomenat «Graben de Víking» (o dels víkings), sector marítim de la mar del Nord, entre les illes Shetland i la costa noruega, prop de Bergen, interpretat a partir dels resultats dels sondatges de recerca d’hidrocarburs. Els reflectors han permès d’establir les correlacions entre les perforacions i els límits de les unitats estratigràfiques i les falles (en vermell). Vermell: Paleozoic no diferenciat: groc fosc: Permià inf.; rosa fosc: Permià sup.; rosa clar: Trias; ocre i blau: Trias i Juràssic; verd: Cretaci discordant (discordança cimmeriana): groc clar: Terciari discordant.
Jordi Vidal / Erico Petroleum Ltd
Sísmica de refracció. Els nivells de discontinuïtat són causats pels canvis bruscs de densitat mitjana de les roques. A dalt, la dromocrònica expressada en distàncies en quilòmetres, a les abscisses i a les ordenades el temps reduït (temps-distància) i els sismogrames de diverses estacions. A baix, el recorregut dels raigs sísmics amb relació a les discontinuïtats. A cada punt d’incidència, d’un raig sobre una discontinuïtat, es produeix un raig reflectit i un de refractat que es propaga pel medi més dens i de més velocitat de propagació.
Distrimapas, original de Ginsburg i altres, 1987
Actualment, l’enregistrament, tant en terra com a la mar, és fet en banda magnètica i tractat i interpretat directament amb ordinadors. D’aquesta manera, hom obté perfils de conjunt, dels quals han estat eliminats o filtrats tota mena de sorolls sísmics que embruten aquests diagrames. Hom usa, per a millorar els reflectors i llur interpretació, els mètodes de cobertora múltiple (uns quants centenars de geòfons distribuïts no linealment) i el mètode de migració dels horitzons, etc. Si hom coneix la velocitat de propagació de les ones sísmiques (obtinguda en un pou de recerca) i les densitats, pot tractar les dades i fer-ne perfils d’impedància acústica, en els quals apareixen els anomenats punts brillants. En fi, amb la sismostratigrafia hom correla, mitjançant aquests reflectors (que, de fet, són interfícies de canvi de velocitat, de canvi de densitat, de porosit, etc.), els canvis més continus i conspicus, les columnes de dos o més sondatges, i detecta les estructures majors i mitjanes dels cossos sedimentaris (diapirs, «slumps», canalitzacions, esculls, etc), les disconformitats i les discordances angulars i, en general, les estructures dels terrenys. Dos reflectors superposats poden delimitar una seqüència deposicional o sintema. Constitueix, per consegüent, un mètode de correlació excel·lent a l’escala regional o de la conca i és fonamental en geologia marina.
Les diagrafies
Correlació, mitjançant diagrafies (GR de raigs gamma, N de neutrons, SP de potencial espontani, RES de resistivitat), entre quatre sondatges fets al Trias de la conca central catalana. El Trias hi és discordant sota la base del Terciari (que serveix ací de «datum» o nivell base) i, en part, ha estat denudat per l’erosió preterciària. La columna més completa és la de Castellfollit 1.
Distrimapas, original de M. José Jurado.
Una diagrafia és un enregistrament continu, segons la profunditat, de les variacions d’un caràcter físic de les formacions travessades mitjançant un sondatge o un pou. L’ús de les diagrafies es limita, doncs, a l’anàlisi de pous o perforacions de recerca i fou desenvolupat per Schlumberger a partir del 1920. Hom en fa les mesures per mitjà d’una sonda suspesa a l’extrem d’un cable i proveïda d’un sensor o aparell de mesura. Generalment, la mesura es fa abans d’instal·lar-hi el tub de revestiment o «casing». De l’enregistrament s’obté un diagrama en què la profunditat és representada verticalment a les ordenades i la mesura del paràmetre físic, horitzontalment a les abscisses. L’interès extraordinari de les diagrafies està en el fet que enregistren, sense cap discontinuïtat, els més petits canvis de les variables que cal mesurar. Són, per tant, uns documents objectius que aporten informacions quantificables sobre la composició litològica de les roques perforades en el sondeig i llurs particularitats petrofísiques i que, per descomptat, serveixen per a correlar diversos pous. La interpretació de les diagrafies requereix especialització i molta experiència. D’aquests mètodes, avui en expansió i desenvolupament, n’assenyalarem alguns.
En primer lloc, de les diagrafies elèctriques, les de potencial espontani (PS) mesuren la polarització espontània, en mil·livolts, entre un elèctrode mòbil de la sonda i un altre de fix a la boca de pou. Aquest potencial és causat per fenòmens d’electrofiltració i d’electroquímica entre les capes, per la porositat i els fluxos que acull i que es posen en contacte.
Per a les argiles i les roques no poroses, dóna sempre el mateix potencial espontani (l’anomenada línia de les argiles); per a les roques poroses envaïdes d’aigua dolça, dóna deflexions cap als valors positius; per a l’aigua salada i/o per al petroli, ho fa cap als valors negatius. Així doncs, aquest tipus de diagrafia dóna, alhora, indicacions de salinitat i de porositat. La diagrafia de resistivitat (R), mesura en ohms m2/m la resistivitat de la roca en un interval relativament curt de la sèrie estratigràfica. Les roques, en general, presenten una gran resistivitat quan són compactes (per exemple, les calcàries i les quarsites) i són bons aïllants, llevat quan dins llur porositat hi hagi un fluid. Presenten resistivitat feble si el fluid té una certa salinitat; més alta, si és aigua dolça; les argiles i margues, que tenen molta porositat i baixa permeabilitat, són bones conductores. Totes dues diagrafies, de potencial espontani i de resistivitat, en els perfils de correlació se solen posar paral·leles, la primera, a l’esquerra i la segona, a la dreta de la columa estratigràfica o, simplement, de la línia que n’indica la posició topogràfica i l’escala vertical. Així, la correlació es fa pou per pou amb unes línies d’unió dels caràcters comuns. Les diagrafies de potencial espontani són usades per a determinar els cabussaments i la laminació interna —i amb això la laminació interna de les grans estructures sedimentàries— mitjançant tres elèctrodes mòbils situats en un pla normal a la sonda i formant angles de 120° respectivament. Les tres diagrafies simultànies determinen tres punts del pla d’estratificació i n’estableixen la inclinació o el cabussament.
De diagrafies de radioactivitat, n’hi ha de dos tipus. Amb les de radioactivitat natural (en anglès: «gamma ray log»), hom enregistra, segons la profunditat, l’emissió de raigs gamma de la roca travessada. La presència d’isòtops radioactius, com K40, en sals potàssiques, fosfats, sòls endurits i cinerites volcàniques, i de Th i U en minerals dispersos (monazita, zircó, etc.) poden ser detectats com a «marcadors» molt conspicus i sovint en estrats molt fins. La mesura és feta amb un escintil·lòmetre («geigy») incorporat a la sonda. Les roques que solen donar una alta radioactivitat són les potasses, les argiles, els esquistos carbonosos i les cendres volcàniques. Per contra, són pobres els gresos, les calcàries i les dolomies; i pràcticament nul·les l’halita i l’anhidrita. D’altra banda, les diagrafies de neutrons («neutron log»), que són molt emprades, consisteixen en un dispositiu col·locat a la sonda que emet neutrons. Els neutrons —bombardeig de neutrons a la roca— produeixen una radioactivitat induïda a la roca, la radiació gamma de la qual és mesurada amb un escintil·lòmetre. Aquesta radioactivitat induïda és en relació amb l’hidrogen present i, en conseqüència, amb la porositat. La corba obtinguda així molt sovint coincideix amb la diagrafia de potencial espontani.
En les diagrafies de temperatura, el sensor de la sonda és un termòmetre. La mesura es fa amb el llot, o l’aigua, estabilitzat durant un quant temps per tal que el líquid adquireixi la temperatura de la paret del pou. A més de mesurar el grau geotèrmic, revela els nivells on hi ha emissió de gas de petroli o d’aigua (refredament), on hi ha una pèrdua de llot, o també la presència de carbó o d’evaporites (gradients febles).
Les diagrafies acústiques («sonic log») es basen en la velocitat de transmissió del so, que depèn de les característiques físiques de la roca, especialment de la densitat, l’elasticitat, la compacitat, la porositat, i dels líquids intersticials que conté. Un emissor de sons o transductor i un receptor són incorporats a la sonda tot guardant certa distància l’un de l’altre. Aquest mètode revela la presència de roques denses i compactes (calcàries, dolomies, quarsites) amb velocitats altes, que contrasten amb les roques poroses (argües, sorres i gresos), de velocitats baixes.
Hi ha, també, d’altres diagrafies. Per exemple, el diametrador («caliper log»), es un dispositiu electromecànic mòbil (sonda) que mesura les més petites diferències de diàmetre del pou, que depèn de la cohesió de les roques travessades. Les calcàries, els gresos compactes i les quarsites donen quasi el mateix diàmetre que el trepà; per contra, les sorres, les graves, l’eixamplen i les evaporites, si hi ha dissolució, també. Certes argiles plàstiques en redueixen el diàmetre. Finalment, la diagrafia de velocitat de penetració, que es fa a mesura que la barrina avança. Si les variables mecàniques del sondatge romanen constants (revolucions per minut, sobrecàrrega a la barrina, etc), la velocitat d’avenç depèn de la resistència de la roca que travessa. Hi ha aparellatges molt diversos que fan automàticament aquest tipus de diagrafia.
El paleomagnetisme
Escala de polaritat magnètica dels darrers cinc milions d’anys. Les zones paleomagnètiques normals són indicades en negre, les inverses, en blanc. Hom havia proposat com a límit entre el Pliocè i el Pleistocè la base de la subzona paleomagnètica d’Olduvai datada de 1,85 milions d’anys; ara s’ha dut a 2,0 milions d’anys. Les subzones paleomagnètiques són indicades de la manera següent: J Jaramillo, O Olduvai, R Réunion, K Kaena, M Mammoth, C Cochiti, N Nunivak, S Sidufjall, T Thvera. Entre parèntesis figura el nombre de les anomalies magnètiques (r invertides).
Distrimapas, original de W.B. Harland i altres 1982.
És un mètode de correlació física d’abast mundial, basat en el fet que hi ha minerals a les roques sedimentàries o sedimentades dotats de susceptibilitat magnètica, que tenen la propietat d’adquirir una imantació paral·lela a la del camp terrestre. Aquests minerals, com la magnetita (Fe3O4), l’hematites (Fe2O3) i la illmenita (FeTiO3) adquireixen un cop formats, d’una manera permanent, aquest magnetisme, encara que s’alterin les característiques del camp terrestre; és l’anomenat magnetisme fòssil o romanent (o també ferromagnetisme), que poden perdre si la temperatura de la roca ultrapassa el punt de Curie típic de cada mineral (hematites, 670°; magnetita, 580°). Així, en consolidar-se, la magnetita d’un basalt fixa els caràcters del camp magnètic terrestre d’aquell moment (intensitat, declinació, inclinació): és l’anomenat magnetisme termoromanent. En altres casos, els cristalls lliures d’un d’aquests minerals magnètics, en dipositar-se en aigües tranquil·les, s’orienten paral·lelament al camp magnètic d’aquell instant geològic de la mateixa manera que ho faria l’agulla d’una brúixola; és el magnetisme detriticoromanent.
En certs casos, aquests òxids de Fe i Ti adquireixen el magnetisme del camp terrestre en el moment de cristal·litzar; és el magnetisme químicoromanent.
El magnetisme terrestre és conegut des de temps molt antic. Al segle XII, els navegants ja empraven l’agulla nàutica. W. Gilbert (1600) i K. Gauss (1839) desenvoluparen la teoria del camp magnètic de la Terra. Cap al segle XVII, fou descoberta la variació secular del magnetisme. B. Brunhes, l’any 1905, en estudiar les anomalies magnètiques en les colades de lava de l’Alvèrnia, descobrí que hi havia prop de la meitat de les mostres preses amb orientació que eren magnetitzades en direcció oposada a la del camp magnètic actual.
La notícia fou rebuda amb molt d’escepticisme i hom va pensar que hi havia hagut diversos mecanismes que haurien produït una autoinversió («self reversal»). Uns quants anys més tard, però, el 1929, el japonès M. Matuyama redescobrí aquest fet al Japó, i es confirmà la teoria que el camp dipolar magnètic terrestre ha sofert un seguit d’inversions d’aquesta polaritat, és a dir, que el pol magnètic Sud ha passat a ser el Nord i viceversa. Dit altrament, hi ha hagut èpoques de polaritat normal —com ara— alternades amb èpoques de polaritat inversa, de durada desigual (grosso modo tenen una durada d’un milió d’anys, o més). Aquest fet fou confirmat en datar, mitjançant mètodes radioactius (K40-Ar40), cadascuna de les mostres analitzades i tabular-les segons llur polaritats i edat, cosa que feren A. Cox i G. Dalrymple durant la dècada dels seixanta. Les quatre èpoques més pròximes reberen els noms següents: Brunhes, normal, de 0 a 0,69 Ma; la de Matuyama, inversa, de 0,73 a 2,48; la de Grauss, inversa, de 2,43 a 3,32; i la de Gilbert, normal, de 3,32 a 5,2 Ma. En aquestes èpoques, que, de fet, són zones paleomagnètiques, hom hi ha detectat unes inversions més curtes de polaritat d’uns cent mil anys, anomenades pels anglòfons «events» i que nosaltres podem anomenar esdeveniments. Aquests episodis han rebut noms de localitats, com Jaramillo (0,87-0,93 Ma), Gilsa (1,61-1,63), Olduvai (1,68-1,85 Ma), etc. Aquest fet ha permès la construcció d’una escala de polaritat que hom ha estès per a tot el Cenozoic i Mesozoic. En aquesta escala, cada parella o seqüència binària d’èpoques (normal i inversa) rep un número d’ordre comptat a partir de l’actual. Els geofísics que treballaren per damunt l’escorça oceànica comptaren les anomenades anomalies magnètiques a partir de la més moderna, situada a la dorsal oceànica. Aquestes anomalies són irregularitats de la corba d’intensitats del camp magnètic, trobades a banda i banda de la dorsal atlàntica per Vine i Mattheus (1963), positives a les zones de paleomagnetisme normal i negatives a les zones de paleomagnetisme invers, que corresponen a les seqüències binàries suara esmentades. Aquest descobriment, seguit de les campanyes de sondatges (JOIDES) d’estratigrafia submarina i de datacions radiomètriques, confirmaren, d’una banda, la teoria de plaques, i, d’altra banda, l’edat de cada anomalia. Així doncs, la taula dels temps geològics sovint ja duu, al costat de les unitats cronostratigràfiques, l’escala paleomagnètica de polaritat.
Les inversions paleomagnètiques, com a teoria, ja són totalment admeses, tot i que, vistes com a fenomen irregular i imprevisible, llur origen encara és mal conegut. Hom creu que probablement està en els corrents elèctrics induïts pels moviments de la matèria conductora a l’interior del nucli fluid de la Terra. És cert, però, que aquest fenomen ha estat universal i, per consegüent, les anomalies són una eina molt preciosa per a la correlació a escala terrestre. Sembla que el fenomen de la inversió de polaritat ha estat sempre un procés ràpid a l’escala del temps geològic.
Hom creu més aviat que a cada inversió hi hagué anul·lació del camp normal seguida de la creació d’un de nou, però invertit; no fou pas conseqüència d’una «volta de campana», com ha pretès algun investigador.
En paleomagnetisme hi ha un altre fenomen que cal esmentar: les migracions dels pols i, per consegüent, les variacions seculars de la declinació magnètica, criteri que també ha estat emprat per a la correlació.
Correlacions basades en les fases de plegament i les oscil·lacions eustàtiques
La idea dels moviments eustàtics del nivell de la mar, aplicada a escala mundial, pot servir com a un molt bon indicador per a la correlació. A mitjan segle passat, Alcide d’Orbigny ja va observar que els estatges successius de l’escala estratigràfica, constituïts per cicles complets de transgressió-regressió, eren ben individualitzats, gràcies als caràcters paleontològics i litològics, i se separaven els uns dels altres per discontinuïtats que ell anomenava «revolucions del globus». Hom discutí més tard, cap a la fi del segle XIX, si aquestes variacions estratigràfiques eren universals o si, al contrari, eren causades per uns efectes diastròfics locals. Concretament, Suess creà el terme de moviments eustàtics per designar aquestes oscil·lacions que ell considerava generalitzades a tota l’esfera terrestre. Haug, però, el va contradir en exposar la famosa «llei» que deia que «les transgressions sobre les àrees continentals corresponen a unes regressions als geosinclinals i, recíprocament, una regressió enregistrada a les àrees continentals implica una transgressió als geosinclinals». De fet, després totes dues hipòtesis han estat admeses i s’ha vist que cadascuna té una part de veritat. Recordem, de passada, que Stille i Arkell refutaren la idea de Haug.
L’eustatisme
Evolució relativa del nivell del mar (moviments eustàtics) durant el Fanerozoic. La línia verda vertical correspon al nivell actual. Hi ha dos cicles de primer ordre (línia vermella) amb dos màxims al Cambrià-Devonià i al Cretaci superior; i una sèrie de cicles de segon ordre (línia blava). Les línies discontínues horitzontals fan referència als límits dels cicles de segon ordre.
Maber, original de P. R. Vail i col·laboradors.
L’eustatisme sosté que si admetem que els oceans han estat tostemps connectats, cal que els moviments eustàtics hagin estat de la mateixa natura i simultanis arreu del món. Les causes d’aquestes oscil·lacions poden ser atribuïdes, d’una banda, a un augment o a una minva del volum de l’aigua marina. De l’activitat cortical volcànica, se’n podrien haver generat volums importants d’aigua juvenil —procedents de les dorsals i dels arcs d’illes— que s’haurien afegit a les aigües preexistents; poca cosa se’n sap amb certesa. Hi ha també les glaciacions, que han restat grans quantitats d’aigua en forma de glaç, acumulades damunt els continents: a la darrera glaciació quaternària, aquest fenomen féu davallar a més de – 100 m el nivell de la mar; per contra, si ara es fonia tot el glaç acumulat a terra ferma (Antàrtida, Grenlàndia), el nivell pujaria a + 80 m. Aquest factor glacial de l’eustatisme solament és admissible a partir del Miocè superior, en què es produí, sembla, la primera glaciació antàrtica i, per aquesta raó, aquest factor climàtic és eliminat de l’eustatisme anterior a aquests cinc milions d’anys. La dessecació de conques marines tancades (cas de la Mediterrània) produí un ascens eustàtic mundial de 12 m per transferència d’aigua.
D’altra banda, els moviments eustàtics poden ser deguts a canvis de volum de les conques oceàniques. Brookfield, Pitman i d’altres autors creuen que el factor més important és el causat per les variacions de volum de les dorsals oceàniques: l’ascens o el descens de les dorsals i l’augment de la seva longitud (cosa que, alhora, és associada a les àrees de subducció); la creació dels complexos ofiolítics, al desenvolupament dels «rifts»; les flexions que en resulten i la formació dels punts calents («hot points») etc.; tots són una sèrie de factors entrellaçats que, al capdavall, depenen de l’activitat de l’astenosfera i la litosfera i de la tectònica de plaques que en resulta. Segons Brookfield, l’augment de l’activitat de les dorsals, com a creadores de crosta oceànica, devia produir una transgressió generalitzada; i la minva d’aquesta activitat, una regressió. Cal afegir a aquests canvis de volum el factor sedimentan: els aports continentals a les conques oceàniques són causants d’una disminució del volum del vas oceànic (si hi descomptem la subsidència), la qual cosa mena, com en els altres casos, a una transgressió.
Establiment d’un diagrama de variacions del nivell marí a partir d’una anàlisi sismològica feta en un marge continental estable ideal. A Tall sismostratigràfic en profunditat (en metres). Hom hi veu la línia de costa a l’esquerra, la plataforma i el talús. Hi ha representades dues seqüències deposicionals: la seqüència superior és del tipus 2, d’«alt nivell», on hi ha un cicle marí de transgressió-regressió progradant amb la formació d’un interval condensat; a sota el LS-1 hi ha la seqüència de «baix nivell» formada per la caiguda del nivell marí per davall la vora de la plataforma, amb formació del con submarí profund i d’un prisma progradant de baix nivell. B Tall cronostratigràfic, segons el temps (en milions d’anys). Les línies de capa esdevenen isòcrones paral·leles a les abscisses. Així les seqüències queden invidualitzades, i hi apareixen els hiats per absència de dipòsit i per erosió. Els efectes de la subsidència són anul·lats. C Representació dels paràmetres principals que afecten la geometria dels cossos sedimentaris: a l’esquerra, la corba eustàtica, i a la dreta, les seqüències i feixos («tracts») sedimentaris empilats, mitjançant els quals hom pot establir la corba d’agradació costanera. PVP prisma de vora de plataforma; PAN prisma d’alt nivell; IT interval transgressiu; ST superfície de transgressió; PBN prisma de baix nivell; IC interval condensat; CSM con submarí; SBP superfície basal de progradació associada a un interval condensat; LS-1 límit de seqüència de tipus 1; LS-2 límit de seqüència de tipus 2; smt superfície de màxima transgressió i d’interval condensat; cp complex progradant, ccl complex de canal amb «levée»; ove ompliment de vall encaixada.
Original de P.R. Vail i altres.
Àrees continentals afectades per la transgressió del Cretaci superior, representades en una projecció Lambert (a dalt). Hom en calcula el percentatge de l’àrea no coberta per les aigües en relació amb la superfície total terrestre actual. A baix, representació de la corba hipsomètrica (corba que representa l’extensió de les superfícies corresponents a un nivell donat): A indica el percentatge de les terres emergides actuals i B el percentatge de les terres emergides durant el Cretaci superior: la intersecció d’aquest percentatge amb la corba hipsomètrica dóna l’alçada assolida (uns 300 m) per aquesta transgressió.
Distrimapas, original de C. Pomerol 1984.
La recerca dels moviments eustàtics generalitzats pot ser feta segons tres criteris diferents, segons Hallam. En primer lloc, l’estudi dels nivells assolits per la mar, dels quals són testimoni les platges aixecades o enfonsades; aquest criteri només és aplicable a les oscil·lacions quaternàries. En segon lloc, l’estudi paleogeogràfic de les àrees afectades per les transgressions amb el traçat de les línies de costa. I finalment, l’estudi seqüencial de les sèries estratigràfiques, criteri que ha fornit els resultats més interessants i comunament acceptats. En efecte, Vail i altres han reconstruït la història eustàtica del Fanerozoic sobre la base de l’estudi dels sintemes o, millor, de les unitats limitades per discontinuïtats (llurs seqüències deposicionals), deduïdes directament dels sismogrames de reflexió de diversos marges continentals. D’aquesta anàlisi, n’ha sorgit un diagrama quantitatiu dels canvis relatius del nivell de la mar d’acord amb el temps geològic expressat en milions d’anys i, és clar, amb les unitats estratigràfiques. El mètode emprat és força senzill: un cop delimitades les seqüències deposicionals sobre els sismograma, hom ha elaborat un diagrama en què les isòcrones són dutes en forma de línies paral·leles i rectilínies a les abscisses (les ordenades indiquen la potència). D’aquesta manera apareixen els hiats, l’extensió relativa dels quals és funció de la variació eustàtica de cada sintema o seqüència deposicional. A la corba així obtinguda, hom hi veu un nombre encara no determinat de cicles de tercer ordre, els més petits a l’escala de l’estatge o grups d’estatges; uns tretze cicles de segon ordre, a l’escala del sistema o sèrie; i, finalment, dos cicles de primer ordre, amb un màxim a 1’Ordovicià inferior i un altre al Cretaci superior. El nivell assolit per la mar a la darrera gran transgressió del Cretaci ha estat estimat en uns + 300 m d’una manera força enginyosa, emprant la corba hipsogràfica segons l’extensió de les terres cobertes per aquesta transgressió. Cal tenir ben present que aquestes corbes, tot i no ser definitives, constitueixen un document bàsic per a la correlació a escala mundial. Com ha estat dit abans, hi pot haver factors que alterin els resultats generals, com la subsidència, l’epirogènesi, la tectònica i la sedimentació. Pomerol diu, per exemple, que si la velocitat de subsidència és superior a la del descens eustàtic, hi ha transgressió encara que el nivell marí s’abaixi. Semblantment, hi pot haver regressió amb un eustatisme positiu (ascens), si la taxa de sedimentació costanera és més elevada que la de l’elevació del nivell marí.
Les orogènesis
En tractar de les discontinuïtats estratigràfiques, ja ha estat exposada la manera de datar les discordances. Una discordança és un testimoni d’una deformació de la crosta terrestre. Les relacions entre la tectònica i l’estratigrafia tenen una doble entrada: si coneixem l’edat dels termes que limiten una discordança, la fase tectònica o l’orogènesi roman ben datada; per contra, si coneixem l’edat d’una discordança en un territori, en una conca sedimentària, és possible datar i separar uns terrenys pobres en fòssils. Aquest darrer criteri ha estat aplicat, sens dubte abusivament, a les conques terciàries ibèriques. Hi ha una discordança, anomenada sàvica per H. Stille, que ha permès de separar uns terrenys plegats (Paleogen) d’uns que s’hi superposen i que han romàs gairebé plans (Miocè, Pliocè). Però aquest criteri ha estat usat amb desmesura, ja que les superfícies de discontinuïtat tectonostratigràfiques molt sovint són diàcrones.
Distribució en el temps dels cicles diastròfics o orogènics del Fanerozoic, segons Oriol Riba i Salvador Reguant, 1986.
Distrimapas
Distribució en el temps dels cicles diastròfics o orogènics durant la història terrestre, segons L.J. Salop (1983). Sembla que aquestes fases (especialment les precambrianes) han estat simultànies arreu del món. Per tant, les discordances respectives separen les grans eres del Precambrià. De fet, aquestes eres són sinternes o unitats al·lostratigràfiques. Vegeu a la figura següent la part alta d’aquesta escala ampliada per al Fanerozoic.
Distrimapas, original de L.J. Salop, 1983.
Élie de Beaumont, Marcel Bertrand i altres geòlegs admeteren que a la Terra, durant el Fanerozoic, hi havia hagut quatre grans orogènesis: la huroniana (actualment rebutjada perquè havia estat mal definida), la caledoniana, l’herciniana i l’alpina. Més tard, H. Stille féu una anàlisi i una datació, a escala continental europea, de totes les discordances angulars enregistrades durant el Fanerozoic i en localitzà trenta-set; la major part eren intercalades en els límits de les unitats estratigràfiques, generalment, entre un estatge i el següent (o entre unitats de jerarquia superior), cosa que veiem reflectida a l’escala dels temps geològics de Ríos. De fet, Stille duplicava els termes de l’escala estratigràfica tradicional amb uns de nous que designaven amb noms geogràfics cadascuna de les fases orogèniques. Ell admetia, d’una manera dogmàtica, que les fases orogèniques eren molt breus i alhora simultànies arreu del globus terrestre, si més no a escala europea. (Es això un aspecte residual del catastrofisme?) Amb aquestes premisses hipotètiques, les discordances esdevenien uns bons «marcadors» estratigràfics. Cadascuna d’aquestes fases orogèniques, a més a més, eren classificades segons els efectes produïts en fases de primer, de segon i de tercer ordre. La cosa era molt suggestiva i podia engrescar qualsevol investigador apassionat o mancat d’esperit crític: els alumnes de Stille, en llurs recerques fetes pel nostre país al voltant de l’any 1930, ho utilitzaren com a criteri de datació i de correlació. Era correcta aquesta hipòtesi? Uns quants anys després, Giulluly i Spiker publicaren diversos treballs fets a Amèrica on es volia demostrar que la simultaneïtat de les fases de plegament no era cosa certa, ni tan sols en una mateixa serralada. Això motivà una llarga polèmica amb Stille. Més tard encara, l’any 1971, Johnson publicà una síntesi geològica de l’Amèrica del Nord i va concloure que les fases orogèniques eren de durada més llarga que els temps anorogènics i, encara més, que no eren simultànies; va afirmar, també, que les fases de tranquil·litat geosinclinal eren uns temps de regressió i de moviments epirogènics positius, mentre que les fases orogèniques eren representades per unes transgressions epicontinentals. (És sorprenent que aquest autor, setanta anys més tard, redescobreixi la llei de Haug, sense citar-lo.) Johnson demostrà també que l’orogènesi anomenada de l’Antler era, a les muntanyes Rocalloses, d’edat devoniana inferior a Alaska i devoniana superior a Califòrnia. És a dir, hi hagué una migració longitudinal de N a S d’una fase de plegament. Giulluly demostrà, a més, que, a Califòrnia, l’existència i el nombre de discordances varia en passar d’un eix anticlinal a un sinclinal adjacent. Cai Puigdefàbregas va demostrar, d’una manera semblant, la variació lateral, en el temps, de les discordances en un feix de plecs N-S de la zona de Campodarbe a Arguís, als Prepirineus aragonesos.
Potser encara és arriscat de voler treure conclusions de tot això. La hipòtesi de Brookfield sembla versemblant. Aleshores, si l’admetem i tenim presents les observacions dels autors nord-americans esmentats més amunt, sembla que, a l’escala d’una serralada, pot haver-hi una translació longitudinal i transversal de l’orogènesi (l’anomenat efecte Antler), que dependria dels moviments relatius de dues plaques litosfèriques durant el temps geològic. A l’escala «comarcal», però, les discordances poden ser simultànies i, per consegüent, emprades com a criteri de correlació.
La correlació biostratigràfica
La correlació paleontològica és el mètode més antic en estratigrafía i, alhora, el més emprat, «encara», en geologia. Recordem que el principi de Smith o de correlació faunística fou emès el 1799, molt abans que es desclogués la teoria evolucionista.
D’una manera empírica, Smith establí que l’aparició dels fòssils té un ordre dins la sèrie estratigràfica, i que cada unitat és identificable mitjançant una associació fossilífera que li és característica. Així, cadascuna d’aquestes unitats, pot ser reconeguda, o correlada, amb la de qualsevol altra localitat. Un cop admès aquest principi senzill, nasqué i es desenvolupà la geologia estratigràfica com a ciència independent. Fou un creixement ràpid: en mig segle quedà establerta, bàsicament, l’escala dels temps geològics. Cal veure ara com es fa, modernament, aquesta correlació i quin és el valor dels anomenats fòssils característics.
Els fòssils característics
No tots els fòssils que hom arrenca dels estrats serveixen per a identificar una unitat estratigràfica i correlar-la. Entre tots, els que realment són útils per a aquest menester són els anomenats fòssils característics (o fòssils guia, fòssils índex, fòssils cronostratigràfics) o també, dit d’una manera més planera, els «bons» fòssils, en oposició als fòssils «dolents» o «banals»). L’ús estratigràfic dels fòssils depèn d’un cert nombre de condicions evolutives, ecològiques i tafonòmiques. Resumidament, les qualitats que han de reunir els bons fòssils són les següents: una ràpida evolució, una gran dispersió i una gran abundància d’individus; a més, han de ser tàxons de reconeixement accessible. Com veurem a continuació, poques vegades hi són totes presents.
La primera condició que ha de tenir un fòssil característic és que presenti una acrozona d’extensió vertical molt reduïda, breu en el temps geològic. Si aquest fet s’acompleix, la biozona esdevé una referència cronostratigràfica molt precisa. Dit d’una altra manera, es tracta d’un tàxon que evoluciona molt de pressa, o sia que és taquitèlic. Per contra, els tàxons que es desenvolupen molt lentament, anomenats braditèlics, tenen una acrozona molt alta que abraça, per consegüent, un temps geològic molt llarg; són fòssils panerònics, sense valor cronostratigràfic, per exemple, les língules, els nàutils, o el Coelacanthus o Latimeria (aquest darrer ha viscut del Devonià fins al present). Així, entre els bons fòssils, tenim els grups dels trilobits, dels graptòlits, dels ammonits i altres cefalòpodes, certs grups de mol·luscs i de vertebrats (especialment els mamífers), els foraminífers, etc.
La segona condició és la gran dispersió dels fòssils característics. És a dir, han de ser ubics per diverses raons: perquè llur hàbitat és molt extens, com s’esdevé amb les espècies de foraminífers planctònics, en què l’hàbitat depèn quasi exclusivament de la temperatura de 1’aigua i dels corrents marins, o bé perquè es tracta d’espècies euribionts pel que fa a les variacions físico-químiques del medi on viuen. Semblantment a això, també es dóna una gran dispersió en el pol·len i les espores, que, enduts pel vent i els corrents marins i fluvials, són dipositats en medis molt allunyats de l’hàbitat de les plantes mare. Els grups que tenen aquesta virtut han estat els graptòlits al Paleozoic, els ammonits durant el Mesozoic, etc. En general, podem dir que són fòssils marins que han tingut, si més no, una fase larval planctònica en el cicle de desenvolupament.
La tercera condició és que el tàxon característic es presenti profusament, bo i fossilitzat, dins el sediment. L’èxit de la micropaleontologia resideix en el fet del gran nombre d’individus que hom pot trobar en una mostra reduïda d’un dipòsit sedimentan, cosa particularment útil en els sondatges. En canvi, cal veure l’escassetat dels vertebrats fòssils en les fàcies continentals terciàries i quaternàries. Malgrat que els mamífers han tingut una evolució molt ràpida, llur raritat ha exasperat els estratígrafs i paleontòlegs. Potser els rosegadors, gràcies a llur gran nombre, a llurs petites dimensions i a la ràpida evolució que han tingut, s’escapen d’aquest mal fat.
Finalment, molts autors afegeixen a les virtuts dels fòssils característics una darrera qualitat: que siguin tàxons de fàcil reconeixement. Com diu Pomerol, «els estratígrafs sovint tenen una confiança cega en el mètode paleontològic. Això no obstant, no deixen de ser freqüents els errors de determinació purament humans». L’ideal seria que els bons fòssils estratigràfics poguessin ser classificats sense haver de recórrer a un especialista, però rares vegades és així de senzill. La determinació específica és difícil —per exemple en els foraminífers planctònics i en els rosegadors— i els criteris emprats no sempre són els mateixos segons l’escola o l’autor que els ha descrits. És esbalaïdor «el cas del paleontòleg que demana l’edat de la formació abans de donar una determinació específica d’un fòssil, i aleshores se sent induït a atribuir-lo a una espècie concreta a causa de certs noms específics, com Globorotalia miocenica o Pholadomya ludensis, a l’edat que, a priori, hom els ha donat». «Així mateix, aquest risc d’errors de determinació implica, és clar, unes correlacions errònies, com és el cas molt conegut d’un eriçó de mar migpartit i confiat a dos especialistes que tornà a les mans de l’estratígraf amb unes determinacions i unes edats ben diferents». Sovint, l’origen d’algunes incertituds, cal reconèixer-ho, prové de la variabilitat d’algunes espècies, cosa que fa difícil llur identificació si hom no recorre a les determinacions basades en l’amidament dels exemplars i en la pràctica de mètodes estadístics, com s’esdevé amb els nummulits, certs ostrèids del Cretaci, etc. A això cal afegir el polimorfisme i el politipisme de moltes espècies, i les espècies transients.
Els fòssils de fàcies
El terme de «fòssils de fàcies» ha esdevingut obsolet, tot i que encara figura en molts tractats a l’abast. Anys enrere, amb aquest terme hom volia fer referència a uns fòssils que, verticalment, variaven dins una certa «velocitat d’evolució normal», però que eren trobats sempre en unes fàcies d’extensió reduïda i, de contracop, no eren aptes per a correlar (per exemple, els fòssils de les fàcies d’escull, anomenades també coral·lines). Dit això, cal remarcar que tots els éssers vivents i tots els que són fòssils han viscut i viuen en un medi, en un biòtop, propici per a llur vida i reproducció. Tanmateix, hi ha animals que, per exemple, pel fet de ser bentònics, canvien de biòtop en variar la profunditat, en passar de la zona il·luminada a l’afòtica, en canviar la salinitat, la temperatura, etc. És clar, doncs, que els fòssils marins bentònics tenen una dispersió molt més reduïda que els fòssils planctònics. El plàncton oceànic té uns biòtops realment immensos, limitats solament per la temperatura i els corrents marins, cosa que no obsta perquè els sediments correlatius pertanyin a diverses fàcies. Aquesta és la raó per la qual les escales estratigràfiques marines planctòniques són les de referència generalitzada i prevalen sobre les altres.
Problemes de correlació biostratigràfica
Antigament, la correlació es feia a escala continental europea. Les biozones establertes eren, pràcticament, comunes a totes les conques del continent, de tal manera que llur identificació era cosa usual i immediata. Hom admetia, axiomàticament, que l’aparició i la desaparició de les formes paleontològiques, d’acord amb l’evolució irreversible, era un fet simultani arreu del món, cosa que, si fos certa del tot, seria un argument incontrovertible per a correlar i establir cronohoritzons de valor universal. Tanmateix, un conjunt de fets impel·leixen aquesta hipòtesi de treball vers una situació precària.
Hi ha la vella llei ortogènica, atribuïda a Georges Cuvier, anomenada llei de les migracions. Hom creia que l’aparició de noves formes era un fet que, a escala planetària, podria ser considerat com a «instantani». El temps d’expansió d’un nou tàxon, sorgit per evolució (tipogènesi), era un fet molt ràpid. Sembla corroborar-ho l’experiència del llançament d’unes ampolles segellades en un punt de l’oceà, que demostrà que en cinc o deu anys donaren la volta al món. Això era normal per als oceans australs, ben comunicats. Aquesta difusió era paral·lelitzable a les migracions de la fauna marina (5 o 10 anys són un instant de la història terrestre). Hi ha, però, les migracions més lentes de les faunes continentals. La història filogenètica dels cavalls durant el Terciari i el Quaternari es produí mitjançant una carrera transcontinental, d’Amèrica a Euràsia, llarga en termes de distància i llarga també en milions d’anys, de manera que, en arribar a la «destinació» actual, aquelles formes primitives (Eohippus) havien evolucionat, a un mateix ritme migratori, a l’Equus actual.
Les formes paleontològiques no apareixen i desapareixen alhora arreu del món. Alguns autors admeten que la influència de l’ambient, i no pas del temps cronològic, és molt forta sobre aquest fet. Hi ha qui creu que la velocitat evolutiva és més ràpida en certs moments, o en certs espais, que en d’altres (hom parla de taquitèlic —ritme ràpid—, horotèlic —ritme «normal»— i braditèlic —ritme lent—), cosa que s’ha volgut demostrar pel que fa a l’evolució més o menys ràpida del gènere Operculina a Heterostegina. Altrament, és admès per tothom que l’extinció de determinats tàxons no s’esdevé d’una manera simultània a tot arreu. Hi ha certes regions, certs ambients ecològics, més o menys extensos (provincialisme) que han permès la preservació i la supervivència de determinats tàxons. Quan són molt limitats hom parla de cantonalismes, d’endemismes, de nínxols ecològics, d’àrees refugi, d’asils o de santuaris. És clar, als efectes estratigràfics, aquests fets dilaten verticalment les acrozones i fan que la desaparició no pugui ser assimilada a un esdeveniment sincrònic en el món i, per tant, les isòcrones traçades amb aquest criteri de les extincions poden ser falsejades.
Cal recordar l’efecte de les migracions de les faunes i les flores. Les migracions són induïdes per causes ambientals (paleoecològiques), canvis climàtics, transgressions i regressions, moviments diastròfics, etc. Hom no pot deixar de banda el temps emprat per una espècie, o per un grup de fòssils, a traslladarse d’una conca a una altra. Per això l’aparició d’un fòssil de distribució estratigràfica limitada no és necessàriament contemporània a totes les conques sedimentàries. (És força conegut el cas de les lepidociclines que aparegueren a l’Eocè de l’Amèrica central i a l’Oligocè de l’hemisferi oriental.) A més, cal parlar de les expansions o migracions latitudinals de certes faunes marines, com la del gènere Strombus, gasteròpodes comuns i permanents a les mars intertropicals que, en les èpoques interglacials càlides, poblaren la nostra Mediterrània. Per contra, certes faunes fredes (per exemple, les representades per Cyprina islandica) descendiren a la Mediterrània durant les èpoques fredes del Würmià. El fet és que aquestes faunes i flores, lligades a uns paleoambients i a unes oscil·lacions climàtiques, constitueixen uns bons marcadors a les nostres latituds; llur presència no és causada per l’aparició o la desaparició evolutiva dels tàxons, sinó, simplement, per les migracions. Si hom les posava en un gràfic segons la latitud i l’edat, els límits que s’hi traçarien serien perfectament diacrònics. De fet, els estratígrafs treballen amb topozones (o teilzones) mantes vegades interrompudes pels efectes migratoris, pels hiats, les erosions, els canvis paleogeogràfics, etc. Cal no oblidar, no obstant això, que, en aquestes migracions d’anada i tornada, els tàxons han anat evolucionant d’acord amb llur línia filètica, com suara ha estat comentat respecte als cavalls.
Taula dels cicles cenozoics i mesozoics establerta per B.U. Haq, J. Hardenbol, P. R. Vail i altres col·laboradors (1988); és la més perfeccionada fins al moment de redactar aquestes línies. La taula és parcial, encara no hi figuren els temps paleozoics i precambrians. Cal fer-ne alguns comentaris: l’escala vertical, en milions d’anys (Ma) és uniforme i alhora molt gran; a l’original cada 5 mm representa 1 Ma, cosa que permet de representar-hi fraccions de 0,1 Ma. Això ja és una novetat. Aquesta escala, però, és uniforme i l’espai vertical destinat al Quaternari (Pleistocè i Holocè) és totalment insuficient. Hi consten, a més de les unitats cronostratigràfiques, l’escala paleomagnètica (anomalies, èpoques i cronozones). És una novetat l’acoblament de les biozonacions planctòniques marines, i també ho és la petita columna que indica l’abast vertical del registre als estratotips d’estatge. Finalment, representen una gran aportació original les corbes eustàtiques i la d’acreció costanera feta pels autors esmentats. Hi són indicats els tipus de discordança, l’edat i la posició dels intervals condensats, els tipus de feixos («tracts») de cada seqüència, com també la jerarquia dels megacicles, supercicles i cicles.
Distrimapas
Hi ha un altre problema que cal recordar. Si mirem una taula dels temps geològics referent al Cenozoic, hi trobarem una doble escala per als terrenys de fàcies marines i una altra per als continentals. D’acord amb els criteris actuals, l’escala continental hi és de més; l’ideal seria d’eliminar-la. De moment, però, es difícil correlar-les, ja que cal cercar una regió on hi hagi un pas lateral de fàcies, mitjançant un sistema de tascons en què les topozones marines alternin amb les continentals. I, a més, aquest sistema és necessari que estigui emmarcat entre dos cronohoritzons d’edat coneguda. Per mitjà d’un bon nombre de talls seriats, es fa possible d’establir les equivalències cronològiques entre les bíozones i assolir uns resultats acceptables. Al nostre país, aquesta recerca encara no és enllestida.
Les correlacions intercontinentals no són pas un afer reeixit del tot. Ja fa un segle que hom comprovà que la correlació del Paleozoic de l’Amèrica del Nord amb el d’Europa era immediata, atesa la identitat de les faunes comunes. Pel que fa al Cenozoic, així i tot, la cosa esdevenia infactible. Calgué fer per a Amèrica una biostratigrafia diferent i, en conseqüència, unes unitats cronostratigràfiques també distintes. La causa està en el fet que, al Paleozoic, tots dos continents eren adjacents i formaven una sola unitat, la Lauràsia; al Terciari, però, ja s’havien allunyat i incomunicat. Aquesta duplicitat de la cronostratigrafia és, doncs, un problema no resolt a les taules dels temps geològics.
Les correlacions marines a grans distàncies han progressat molt els darrers anys. Les biozonacions s’han perfeccionat i afinat, i hom treballa, com més va més, a base de diversos grups taxonòmics, és a dir, amb les biozones concurrents i, també, amb les filozones i les oppelzones. En micropaleontologia, hom treballa amb cenozones i quasi mai amb biozones monotàxiques. Els mètodes de recerca purament paleontològics es complementen, com ja ha estat exposat, amb altres mètodes de correlació universals, com la magnetostratigrafia, les oscil·lacions eustàtiques i, per què no, les datacions radiomètriques.
Treballar en biozones concurrents és un sistema molt efectiu per a les correlacions esmentades i, també, per a estendre l’efectivitat dels nous grups paleontològics, com a nous biozonadors, a les biozones antigues, marcadores de les unitats cronostratigràfiques establertes ja fa temps. Per exemple, J. Ramírez del Pozo correlà les biozones d’ammonits del Juràssic amb els microforaminífers bentònics, molt abundants, particularment en els testimonis de sondatge; Peter Carls ho féu entre els trilobits, els braquiòpodes i els conodonts del Devonià ibèric; Azzaroli i Cita entre els ammonits del Cretaci superior, els belemnits, els equínids i els foraminífers planctònics; Grambast, entre els vertebrats del Terciari, els caròfits i els ostràcodes del Cretaci superior i del Paleogen i, així, molts d’altres. Això és particularment valuós per a les mars epicontinentals, pobres en foraminífers planctònics. Amb aquests elements de treball i, d’una manera particular, amb les faunes planctòniques, hom ha anat cercant les interpenetracions laterals (i els passos laterals dels sediments pelàgics) de les grans biozones fossilíferes marines i ha mirat d’establir-ne la isocronia. Hi han ajudat força aquelles formes que han tingut, si més no, una fase larvària planctònica, com s’ha esdevingut amb els ammonits i els cefalòpodes en general, i molts d’altres grups paleontològics planctònics, a més dels foraminífers (el nanoplàncton, les diatomees, els pteròpodes, els radiolaris, etc.). Hom ha demostrat, no fa gaire, el valor que té l’estudi del pol·len i de les espores fòssils inclosos en els sediments. D’origen terrestre, són enduts pel vent cap a la mar i dipositats amb el plàncton marí. Això permet de fer unes correlacions terra-mar realment valuoses pel que fa als terrenys moderns, Neogen i Quaternari.
Aquestes recerques han fet desenvolupar l’anomenada actuopaleontologia, que és l’estudi dels organismes moderns i llur ecologia, com a base d’aplicació de l’actualisme en la interpretació analògica de la paleontologia. Això s’ha dut a terme en l’estudi de les faunes planctòniques. Ha estat comprovat que, a les aigües allunyades de la costa, els paràmetres com la salinitat, la turbiditat, el contingut en oxigen i en microelements, el pH, etc. són poc rellevants pel que fa a la distribució dels foraminífers planctònics; en canvi, la temperatura és el factor que preval a les aigües superficials i tendeix a establir una zonació latitudinal, alterada solament pels corrents marins. Hi ha, per consegüent, unes veritables barreres tèrmiques que condicionen la difusió superficial d’aquestes formes. Així, tenim l’associació d’aigües fredes, presidida per Globigerina pachyderma i la d’aigües càlides, per Globorotalia menardii. L’esmentada globigerina presenta la particularitat d’enrotllar-se en sentit sinistrors quan les aigües són a temperatures inferiors a 7,2 °C i en sentit dextrors quan ultrapassen aquestada temperatura. Aquest fet pot representar un bon marcador paleontològic. Bandy (1968) va demostrar que les esmentades àrees ecològiques de foraminífers experimentaren en el Pacífic importants desplaçaments latitudinals durant el Neogen i el Pleistocè, causats, indubtablement, per les oscil·lacions climàtiques. Cal tenir presents certes circumstàncies tafonòmiques i geogràfiques que alteren les distribucions faunístiques. Les oscil·lacions verticals de la lisoclina i del nivell de compensació de carbonats són controlades pels canvis de temperatura, pels corrents d’aflorament («upwelling») i per la productivitat de matèria orgànica. La clausura d’alguns estrets, com els istmes de Panamà o de Suez provocaren divergències faunístiques, a partir del Pliocè, entre dos oceans ara separats.
La correlació radiocronològica
Dues unitats litostratigràfiques que tinguin la mateixa edat, establerta per mitjà dels mètodes de datació radiocronomètrics, és obvi que són correlables. De fet, aquest hauria de ser el mètode exclusiu de correlació, el mètode per excel·lència. És el desideràtum de qualsevol geòleg de camp. Hi ha diversos inconvenients, però, que s’hi oposen: en primer lloc, que el mètode és d’aplicació feixuga, lenta i onerosa, requereix un gran aparellatge i és un mètode de laboratori, mai de camp. En segon lloc, hi ha el fet que no totes les roques (o minerals) forneixen una radioactivitat natural prou gran per tal que el mètode hi sigui aplicable (les roques sedimentàries generalment tenen radioactivitats febles o inexistents). En tercer lloc, hi ha la imprecisió del mètode. Per contra, un geòleg amb coneixements bàsics de paleontologia pot datar, al camp, els terrenys en què treballa.